Trọng lực học

ĐỊA VẬT LỶ 733 nhũng từ k ế hiện đại, phẩn m ềm xử lý mới và nhừng kết quả nghiên cửu vê' khoáng vật học cho thấy magnetit tại sinh, được hình thành do rò ri và di chuyên dầu khí trong bồn trầm tích tạo ra trường từ yếu nên thăm dò từ hàng không phân giải cao (HRAM) phát hiện được dị thường từ yếu (khoảng 2 đến lOnT) của magnetit tại sinh ờ đứt gãy trong trẩm tích. Thăm d ò từ còn được dùng trong tìm kiếm các kho vũ khí, mìn kim loại, bãi thải, di vật khảo cô có từ tính, v .v ... Khảo cô tù học là m ôn khảo sát từ hóa dư của di vật khảo cố, chủ yếu nhằm xác định niên đại của di vật bằng sét nung chứa khoáng vật sắt từ. Các khoáng vật sắt từ khi bị nung nóng lên khoảng trên 700°c sè bị mất hết các từ dư trước đây, sau đó nguội dẩn sẽ có từ dư nhiệt với phương của trường địa từ lúc đó và có độ từ hóa tỷ lệ với cường độ trường từ đó. Trường địa từ biến thiên theo thời gian (biến thiên th ế kỷ) về phương cũng như vê' cường độ. Do vậy, xác định phương (độ từ thiên D, độ từ khuynh I) hoặc cường độ từ dư hoặc cả hai rồi so sánh với đường biến thiên th ế kỷ quy chuấn đã được xác định cho khu vực (ở Bungari đã xây dựng được đường biến thiên dài nhất, 8 nghìn năm) đ ế tìm ra niên đại của di vật. Tài liệu tham khảo B u ra z e r M ., G rb o v ic M ., a n d Ẵ itk o V., 2001. M a g n e tic d a ta p ro c e s in g fo r th e p u r p o s e o f h y d ro c a rb o n e x p lo ra t io n in th e P a n n o n ia n B asin , Y o p o s la v ia . G eophys ics . 66/ 6 :166 9 -1 6 7 9 . E1 Davvi M .G ., T ia n y o u L., H u i s . , a n d D a p e n g L., 2004. D e p th E s tim a tio n o f 2 -D M a g n e tic A n o m a lo u s S o u rc e s b y U s in g E u le r D e c o n v o lu t io n M e th o d . A m e r ic a n Ịo u r n a ỉ o f A p p lie d Sciences. 2, N 3 : 209-214. H a m o u d i M ., Q u e s n e l Y., D y m e n t ] . , a n d L e s u r V ., 2011. A e ro m a g n e t ic a n d M a r in e M e a s u re m e n ts : 57-103. In: M a n - d e a M ., K o rte M . (E d s.). G e o m a g n e tic O b s e rv a t io n s a n d M o d e ls , IA G A S p ec ia l S o p ro n B o o k S e rie s 5, S p r in g e r S c ience+ B us iness M e d ia . Li X., 2008. M a g n e tic re d u c t io n - to - th e - p o le a t lo w la ti tu d e s . O b s e rv a t io n s a n d c o n s id e ra tio n s . The L e a d in g Edge: 2 7 /8 : 990-1002 L i Y., a n d O ld e n b u r g D . YV., 1996. 3 -D in v e r s io n o f m a g n e t ic d a ta . G eophỵs ics . 6 1 /2 : 3 9 4 -4 0 8 . M ac h e ỉ H .G . a n d B u rto n E.A ., 1991. C h em ica l a n d m ic ro b ia l p ro c e ss e s c a u s in g a n o m a lo u s m a g n e tiz a tio n in e n y iro n m e n ts a ffec te d b y h y d ro c a rb o n see p a g e . G eophysics. 56/5: 598-605. N g u y ễ n S an , 1980. T h ă m d ò từ . T ro n g : Đ ịa v ậ t lý th ă m d ò , T ậ p II: 7-233. N X B Đ ạ i học và T r u n g học ch u y ê n n g h iệ p . H à N ộ i. P h a n T h ị K im V ăn , T r ầ n C á n h , 1999. P h â n b ố h ệ th ố n g đ ứ t g ã y N a m T r u n g B ộ th e o p h â n t íc h d ị th ư ờ n g từ h à n g k h ô n g . T ạp c h í C ác K h oa học v ề T r á i Đ ấ t. 21 /4 : 282-288. R a ja ra m M ., 2008. R ec c n t D e v e lo p m e n ts in M a g n e tic M e th o d fo r H y d ro c a rb o n E x p lo ra tio n . P ro ce e d itĩg s o f " 7 lh In te rn a t io n a l C o n Ịe ren ce & E x p o s it io n o t ĩ P e tro le u m G e o p h ỵ s ic s ". H y d e ra b a d . 212 . R a y m o n d c . A . a n d B lak e ly R. ] . , 1995. C ru s ta l m a g n e t ic a n o - m a lie s . R e v ie ivs o f G eophys ics . 33:, 177 -1 8 3 . Trọng lực học B ù i C ô n g Q u ế . V iệ n V ậ t lý đ ịa c ầ u , V iệ n H à n lâ m K h o a h ọ c v à C ô n g n g h ệ V iệ t N a m . Giới thiệu Trọng lực học là khoa học vê' trường trọng lực của Trái Đất và tương tác của nó với các vật thể ở bên trong, trên b ề mặt và bên ngoài Trái Đất. Thành phẩn chủ yếu của trường trọng lực là lực hút, còn gọi là lực hâp dẫn. Lực hấp dẫn là đặc tính của Trái Đât và m ọi vật thể trong tự nhiên, được biểu thị bằng định luật vạn vặt hâp dẫn của Nevvton. Trọng lực là lực tổng hợp giừa lực hút của Trái Đất, lực ly tâm và lực hút từ các thiên thể như Mặt Trăng, Mặt Trài, v .v ... tác động lên vật thể ở m ọi điểm bên trong, trên mặt và ở bên ngoài Trái Đât tạo thành trường trọng lực của Trái Đất. Mọi vật thế trong trường trọng lực của Trái Đất đểu ờ trạng thái rơi tự do hướng v ề phía Trái Đất. Nhà bác học Italia Galileo là người đẩu tiên phát minh ra định luật rơi tự do của các vật rắn và năm 1638 đã để ra phương pháp xác định gia tốc trọng lực, mờ đẩu cho sự nghiên cứu v ể trường trọng lực của Trái Đất và ứng dụng của nó trong nhừng th ế kỷ tiếp theo. Đổi tượng nghiên cứu chính của Trọng lực học là m ôi quan hệ giữa trường trọng lực và hình dạng của Trái Đất, trường trọng lực bình thường và dị thường, trạng thái đẳng tình bên trong Trái Đât, chuyển động và tương tác của Trái Đất với các hành tinh trong vũ trụ. Trọng lực học là cơ sở cho sự hình thành và phát triển của phương pháp thăm dò trọng lực, được ứng 734 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÀT dụng rộng rãi trong các lĩnh vực nghiên cứu cấu trúc địa chất, tìm kiếm thăm dò khoáng sản. Trọng lực học còn là cơ sờ cho các phương pháp tính toán điều khiển quỹ đạo và đường đi của đạn pháo, tên lửa, vệ tinh nhân tạo và tàu vũ trụ. Lực hấp dẫn Định luật vạn vật hấp dẫn Theo định luật vạn vật hâp dẫn của Nevvton, lực hút giữa 2 điểm vật chất có khối lượng Mi và M2 [H .l] và cách nhau một khoảng là r được xác định theo công thức: F = G. M vM 2 (1) Trong đó: G là hằng số hâ'p dẫn. Trong hệ SI: G = (6,67428 ± 0,00067). 10 " [m3/(kg.s2)]. Đặc tính cơ bản của lực hắp dẳn Lực hấp dẫn giữa 2 vật thể là đại lượng vector, có phương trùng với phương nối 2 tâm của vật thể. Cường độ của lực hâp dẫn tỷ lệ thuận với khối lượng các vật thể và tỷ lệ nghịch với bình phương khoảng cách giữa chủng. Theo định luật vạn vật hấp dẫn, lực hút F của Trái Đất có khối lượng M tác động lên m ột điếm vật chất có khối lượng Mi hướng v ề tâm Trái Đất và làm cho vật thế rơi tự do với gia tốc g: g = G .M M { _ G .M M y.r2 ~ r 2 m / s (2) lượng, thế tích, hình dạng, quỹ đạo chuyển động, chu kỳ quay riêng và khoảng cách khác nhau đến Mặt Trời. Trái Đất cũng như nhiều hành tinh trong hệ Mặt Trời đều có các vệ tinh riêng. Vệ tinh duy nhât của Trái Đất là Mặt Trăng. Căn cứ kết quả quan trắc và phân tích các trường vật lý của Trái Đất người ta đã xác định được câu tạo bên trong của Trái Đất và các thuộc tính cơ bản của nó. V ề cấu tạo, Trái Đâ't có hình cầu, hình thành tử các thể vật chất khác nhau, gổm nhiều lớp, mỗi lớp đều có câu tạo bất đổng nhất. Từ bên ngoài vào đến tâm của Trái Đất, lớp ngoài cùng là vỏ Trái Đât. VcS Trái Đất gồm các lớp đất đá ở thể rắn và lớp nước. Tiếp theo là manti được chia thành manti trên và manti dưới. Sau manti dưới đến nhân ngoài (thẻ lỏng) và nhân trong (thê rắn) [H.2]. Vỏ Trái Đất có bề dày biến đổi từ lOkm đến 70km. Vỏ Trái Đâ't trên các lục địa và thềm lục địa có bể dày lớn với 3 lớp cơ bản là trầm tích, granit và basalt (bazan) có mật độ trung bình lần lượt là 2,3g/cm 3, 2/7g/cm 3 và 2/9g/cm 3. Đơn vị đo của lực hấp dẫn trong hệ thống CGS là dyn [g.cm /s2], trong hệ thống SI là nevvton (N) [kg.m/s2 ]. Đơn vị của gia tốc trong hệ CGS là cm /s2, trong Địa vật lý được gọi là Gal, lấy theo tên của nhà bác học Galileo. Trên thực tế người ta thường dùng đơn vị nhỏ hơn là miliGal (1 Gal = 1000 mGal) hoặc microGal (1 Gal = 106nGal). Hình 1. Định luật vạn vật hấp dẫn. Trái Đất và hệ Mặt Trời Trái Đất và cấu trúc bên trong của Trái Đất Trái Đât là m ột trong các hành tinh của hệ Mặt Trời. Môi hành tinh trong hệ Mặt Trời đểu có khôi Hình 2. Mô hình cấu tạo bên trong Trái Đất. Hình dạng của Trái Đất Bể mặt Trái Đât gồm m ặt biển và mặt đâ't liền có địa hình gổ gh ề phức tạp gọi là mặt vật lý của Trái Đâ't. V ề lý thuyết, hình dạng Trái Đâ't liên quan với quy luật phân b ố trường trọng lực trên bể mặt Trái Đất. Bề mặt mà tại đó các giá trị của th ế trọng lực bằng nhau gọi là mặt đẳng th ế trợng lực. Bề mặt đẳng th ế trọng lực trùng với mặt đại dương yên tĩnh không có sóng và dòng chảy, được kéo dài lý tưởng vào trong lục địa gọi là mặt geoid. Geoid là m ột bể mặt kín, th ế trọng lực ở bể mặt geoid là một hằng số. Trên thực tế, do cấu trúc và thành phẩn vật chât bên trong Trái Đất không đổng nhât nên bề mặt geoid phức tạp. Do vậy không thế dùng ngay mặt geoid đế xác định độ cao tuyệt đối của bể mặt Trái Đâ't mà phải thông qua một mặt hình học đơn giản là mặt ellipsoid xoay, dẹt ở 2 cực, đôi xứng qua trục quay Manti tréạ Đ ỊA VẬT LỶ 735 và mặt xích đạo của Trái Đất, mặt ellipsoiđ xoay dẹt ờ 2 cực như vậy còn được gọi là spheroid. Bắt đồng nhắt và chuyển động bên trong Trái Đất Vặt chât ở các lớp bên trong Trái Đât luôn ở trạng thái chuyến động. Ớ các lớp nhân và manti, dưới tác động của áp suất và nhiệt độ cao liên tiếp xảy ra các phàn ứng nhiệt hạch tạo nên các dòng vật chất nóng và lỏng (magm a) chuyên động theo hướng đi lên vuông góc với bề mặt Trái Đâ't. D òng m agma lên đến lớp manti trên gặp tầng đâ't - đá ờ thể rắn (thạch quyến) gồm vỏ Trái Đất và phẩn trên củng của lớp manti trên (bể dày từ vài chục tới hàng trăm km) tương tác với thạch quyến và bị đấy ngược trở lại tạo nên dạng chuyển động của dòng đối lưu. Tác động cùa các dòng đối lun làm cho thạch quyển bị chia tách thành các m ảng và khối chuyến động, xê dịch tương đối với nhau theo phương nằm ngang. Các chuyên động "trôi dạt" và xô húc giữa các mảng và khối của thạch quyển tạo nên nhừng chuyển động kiến tạo của vò Trái Đất, được biếu hiện dưới dạng như hình thành đứt gãy, uốn nếp, đới hút chìm, núi lưa, động đất, xâm nhập m agma, phun trào, trượt lờ đất đá, v .v ... Hậu quả của các chuyến động như trên là liên tục hình thành sự bâ't đổng nhât và sự biến động của vật chất bên trong Trái Đâ't và vỏ Trái Đất. Các thuộc tính cơ bản của Trái Đất. Các thuộc tính cơ bản của Trái Đất được thế hiện trôn Bàng 1. Hệ Mặt Trời Hệ Mặt Trời gồm có Mặt Trời, các hành tinh và các tiểu hành tinh, trong đó Mặt Trời có hình cẩu và có khối lượng và kích thước lớn nhât trong hệ. Các hành tinh và tiếu hành tinh có khối lượng, kích thước và khoảng cách đến Mặt Trời khác nhau, chúng đều quay và chuyển động quanh Mặt Trời theo các quỹ đạo riêng. Các hành tinh, theo thứ tự tử gần đến xa Mặt Trời là Sao Thuỷ, Sao Kim, Trái Đất, Sao Hoả, Sao Mộc, Sao Thổ, Sao Thiên Vương và Sao Hải Vương. Trừ Sao Thuỷ và Sao Kim, các hành tinh khác đểu có từ 1 đến nhiều vệ tinh riêng. Trái Đất có 1 vệ tinh là Mặt Trăng. Trong số các hành tinh, tiểu hành tinh của hệ Mặt Trời và các vệ tinh của chúng chỉ có Mặt Trăng ở gẩn Trái Đâ't hơn cả. N goài các hành tinh nói trên còn có Sao Diêm Vương ở xa Mặt Trời hơn cả và trước năm 2006 vẫn được coi là hành tinh (hành tinh thứ 9) trong hệ Mặt Trời. N hư ng v ì Sao Diêm Vương có khối lượng và kích thước nhỏ nhất so với các hành tinh, nhỏ hơn Trái Đất nhiều lẩn và ở quá xa Mặt Trời nên vào tháng 8 năm 2006 Hiệp hội Thiên văn quốc tế đã quyết định loại Sao Diêm V ương ra khỏi hệ thống các hành tinh của hệ Mặt Trời và xếp nó vào lớp các tiểu hành tinh được gọi là hành tinh lùn. N goài Sao Diêm Vương còn có 3 hành tinh lùn khác là Ceres, M akemake và Eris có khối lượng và kích thước tương đương như Sao Diêm Vương, đểu ở rất xa và chuyến động quay quanh Mặt Trời theo các quỹ đạo riêng. Các hành tinh lùn cùng có các vệ tinh riêng, những vệ tinh này chuyển động quanh hành tinh lùn như vệ tinh của Trái Đất và các hành tinh khác. Trường trọng lực của Trái Đất Định nghĩa và tính chất Trường trọng lực của Trái Đất tổn tại ở mọi điểm bên trong, trên mặt và khoảng không bên ngoài Trái Đâ't. Trọng lực ờ mỗi điểm là tổng hợp của lực hút hướng vể phía tâm Trái Đất và lực ly tâm do Trái Đất quay quanh trục với tốc độ góc U) gây nên. Lực ly tâm có hướng rời khỏi tâm quay và vuông góc với trục quay của Trái Đất. Ngoài 2 lực chính nói trên còn có lực hút từ Mặt Trăng, Mặt Trời và các hành tinh khác bên ngoài Trái Đất tác động lên vật thê tại điểm quan sát. Tuy nhiên lực hút do nhừng tác nhân này gây ra rất nhỏ bé so với 2 lực trên nên chúng có thê được bỏ qua và thường được coi là nhừng biến thiên địa triều hoặc nhiễu. Trọng lực của Trái Đất là đại lượng vector hướng v ề phía Trái Đất, tác động lên vật thê và làm cho vật thê rơi tụ do với gia tốc là g. Trường trọng lực bình thường Trường trọng lực của Trái Đâ't gồm 2 thành phẩn cơ bản là trường bình thường y và trường dị thường A g :g = y + Ag. Bàng 1. Các thuộc tính cơ bản của Trái Đất. Thuộc tính cơ bản, đơn vị đo Kỷ hiệu và giá trị Khối lượng, kg M = 5.97378 x 1024 Mật độ trung bình, kg/m3 p = 5 5 1 5 Thể tích, m3 V = 1,08320 X 1021 Bán kính cầu đồng thể tích, m Re = 6371000 Bán kính xích đạo, m a = 6378136 Bán kính cực, m c = 6 3 5 6 7 5 1 Tổng diện tích bề mặt, m2 A = 5,100655 X 1014 Diện tích mặt biển, m2 Ab = 3,62 X 1014 Diện tích mặt đất, m2 Ađ= 1,48 X 1014 Khối lượng khí quyển bao quanh, kg mkq = 5,1 X 1018 Khối lượng nước đại dương, kg Mđđ= 1,4 X 1021 Khối lượng lớp vỏ cứng, kg mvỏ = 2,8 X 1022 Khối lượng lớp manti, kg mmt = 4,0 X 1024 Khối lượng nhân ngoài, kg mnn = 1,85 X 1024 Khối lượng nhân trong, kg mnt= 9,7 X 1022 Bán trục quỹ đạo, m rE= 1,4959789 X 1011 Độ dẹt f = ^ = 3,35281 X 10 '3 = 1/298,257 736 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT Trường trọng lực bình thường là phần trường biến thiên chậm đểu đặn với biên độ lớn, liên quan với câu tạo đ ổng nhâ't của Trái Đâ't bình thường có dạng ellip so id xoay, dẹt ở 2 cực. Trường dị thường trọng lực là thành phần của trường biến thiên nhanh, biên đ ộ nhỏ liên quan với câu trúc địa chất và bất đ ổn g nhât cục bộ ả vỏ Trái Đ ất và m anti trên. C ông thức tính trường trọng lực bình thường của Trái Đâ't dạng ellip so id xoay được nhà trọng lực học người Pháp Clairaut tìm ra vào năm 1743, tiếp đó được nhiều người nghiên cứu, phát triển đưa v ể m ột dạng chung gọi là dạng cô đ iển chi phụ thuộc vào v ĩ đ ộ <p của Trái Đâ't: y = Ỵe(l + Psin2<p - Pisin22(p) (3) Các hệ s ố Ỵe, p và pi được khai triển và xác định trên ca sở thực h iện các phép đ o trực tiếp giá trị trọng lực tại nhiều đ iểm khác nhau trên mặt đâ't và giải phương trình (3) bằng phương pháp bình phương tối thiểu. Các công thức tính trường trọng lực bình thường được sử d ụn g phô biến hơn cả là: C ông thức trường trọng lực bình thường do Helm ert thiết lập vào nhừng năm 1901 - 1909 với ellipsoid xoay có độ dẹt a = 1/298,3 được gọi là công thức H elm ert (1901-1909 ) có dạng: (4) Y = 987,030 (1 + 0,005302 sin 2<p - 0,000007 sin22ọ) Gal Công thức trường trọng lực bình thường của Cassinis, năm 1930 được công nhận là công thức quốc tế và được gọi là công thức quốc tếC assin is (1930): Y = 978,049 (1 + 0,0052884 sin2(p - 0,0000059 sin22ọ) Gal (5) C ông thức trọng lực bình thường quốc tế (1971) có dạng: Y = 978,0318 (1 + 0,0053024 sin2^ - 0,0000059 sin22<p) Gal Trong những năm tiếp theo, sử dụng nhửng thiết bị mới, các phép đ o trực tiếp giá trị trọng lực được thực hiện với sô' lượng lớn và có đ ộ chính xác cao hon, các hệ số trong công thức trọng lực bình thường đã thường xuyên được chính xác hóa và thay đổi ở bậc râ't nhỏ. N ăm 1980, công thức trọng lực bình thường quốc tế được tính và xác định lại như sau: Ỵ = 978,0327 (1 + 0,0053024 siivkp - 0,0000058 sin22ọ )Gal (6) Còn có nhiều công thức khác đã được công bô cho những mô hình Trái Đất bình thường dạng ellipsoiđ (spheroid) có độ dẹt hoặc 3 bán trục khác nhau. Đ ối chiếu kết quả tính trường trọng lực bình thường theo các công thức khác nhau cho m ỗi đ iếm trên bể mặt Trái Đất đểu có m ột giá trị chênh lệch nhât định. Trường trọng lực và hình dạng Trái Đất Hình dạng của Trái Đất được xác định chính xác khi ta xác định được độ cao của mặt vật lý Trái Đất so với mặt chuẩn spheroid (ellipsoid dẹt). Trên thực tế, khi đo độ cao của mặt vật lý (địa hình) bằng đo cao trình mới chi xác định được độ cao h so với mặt geoid trùng với bề mặt nước biển yên tĩnh. Mặt geoid nằm ở độ cao (độ lệch) r) so với mặt spheroid và rị là giá trị phái xác định. Đ ộ lệch r) giữa mặt geoid và mặt spheroid là hậu quả của những bằt đổng nhất và chuyển động bên trong Trái Đâ't, là sụ chênh lệch giữa bể mặt của Trái Đâ't thực và bể mặt của Trái Đất chuẩn (Trái Đât bình thường), nó được thê hiện trong giá trị trường trọng lực của Trái Đâ't. Bài toán xác định độ cao ì] của geoid so với ellipsoid thông qua giá trị trường trọng lực của Trái Đâ't thực và Trái Đất chuẩn đã được Stokes giải vào năm 1949 và được gọi là bài toán Stokes. Công thức Stokes cho phép xác định độ cao của geoid thông qua giá trị trọng lực quan sát trên mặt Trái Đâ't. N gày nay, người ta còn sử dụng phương pháp vệ tinh đ ể xác định thê'trọng lực w và qua đó xác định độ cao geoid qua th ế trọng lực bằng công thức Bruns: n S (7) Y Trong đó T là th ế nhiều, bằng hiệu giừa th ế trọng lực quan sát YV và thế trọng lực bình thường u . Độ cao geoid đã được xác định và các bản đổ độ cao geoid úng vói các m ô hình Trái Đât chuẩn khác nhau đã được lập theo các phương pháp trên và đâ công b ố khá rộng rãi. N goài phương pháp đo, xác định độ cao geoid từ vệ tinh gián tiếp qua hàm th ế trọng lực như trên còn có phương pháp đo độ cao geoid trục tiếp từ vệ tinh sử dụng sóng vô tuyến phát từ vệ tinh xuống mặt đại dương (mặt geoid) và nhận phản xạ lại đ ế tính ra độ cao h của vệ tinh so với mặt geoid, từ đó tính ra độ cao I") của geoid như sau: TỊ = r - R - h (8) Trong đó r - khoảng cách từ vệ tinh đến tâm của Trái Đất, R - bán kính vector của mặt ellipsoid thay đối phụ thuộc v ĩ độ, đểu là các đại lượng đã biết. N gược lại, sau khi xác định được độ cao r\ của geoid trực tiếp từ vệ tinh, người ta có thê sừ dụng biểu thức v ể quan hệ giữa giá trị trọng lực và độ cao Bàng 2. Một số thuộc tính của Mặt Trăng và Mặt Trời. Thuộc tính, đơn vị đo Mặt Trảng Mặt Trời Bán kính, m 1,738 X 106 6,96 X 108 Khối lượng, kg 7,348 X 1022 1,989 X 1030 Mật độ trung bình, kg/m3 3341 1408 Khoảng cách từ Trái Đất, m 3.4880 X 108 1,4959789 X 1011 Vận tốc quay, rad/s 2,66170 X 10*6 2,87 X 0^^ 6 Năng lượng sản sinh, w »7 X 1011 « 3,825 X 1026 Đ ỊA VẬ T LỶ 737 mặt geoid đê tính ra giá trị trọng lực. Đó chính là phương pháp đo và xác định giá trị trường trọng lực của Trái Đất trên các vệ tinh nhân tạo. Đẳng tĩnh Định nghĩa Đăng tĩnh là trạng thái cân bằng áp lực trên một bế mặt bên trong Trái Đất ờ độ sâu gọi là độ sâu bù trừ, tại đó các ứng suât thăng đứng gây nên bởi trọng lực của cột đất đá phía trên được cân bằng. Đẳng tĩnh ứng dụng nguyên lý cân bằng thuỷ lực với trạng thái các khối vò Trái Đất nằm trên lớp manti tương tự như nối trên một chất lỏng có tỷ trọng lớn hơn và khu vực vỏ nhẹ thì có địa hình nhô cao hơn so với khu vực vỏ nặng. Cằn bằng đang tĩnh là trạng thái lý tường của các lớp ngoài cùng của Trái Đất, luôn luôn có xu hướng thay đổi sự phân b ố đê bù trừ với sự thêm vào hay bớt đi của các tải trọng liên quan. Đang tĩnh cục bộ giả thiết rằng các lớp ngoài cùng cùa Trái Đât có liên kết yếu đến mức khi có sự tăng hoặc giảm của tải trọng ở bất kỳ nơi nào thì tại đó sè có sự biến dạng được biếu hiện rõ như lún xuống, xê dịch hoặc uốn nếp. Còn đẳng tĩnh khu vực lại giả thiết các láp ngoài cùng của Trái Đất có sự liên kết tạo ra úng lực chống lại sự biến dạng liên quan, do đó sự biến dạng chi diễn ra ở dạng uốn cong trên phạm vi rộng hơn nơi bị thêm hoặc bớt tải trọng. Các mô hình đẳng tĩnh Mồ hình đẳng tĩnh Airy. Mô hình đẳng tĩnh theo giả thiết Airy cho rằng các khối tạo nên vỏ Trái Đất có mật độ giống nhau ( ơ o = 2,67g/cm 3) và các khối chìm xuống những độ sâu khác nhau trong lớp bên dưới có mật độ ơ lớn hơn ơo, khối càng nhô cao hơn so với m ực nước biển thì cũng càng chìm sâu hơn xuống lớp dưới. Mặt đẳng áp trong trường hợp này nằm ngang và ở cùng độ sâu với đáy của khối chìm sâu nhất. Mô hình này thừa nhận các khối tạo nên vỏ Trái Đất tuân theo trạng thái cân bằng giữa trọng lực và lực đẩy A rchim ede giống như các khối xốp (có mật độ nhỏ hcm) nổi trên mặt nước, khối nào có khối lượng lớn hơn thì vừa nhô cao hơn mặt nước và cũng có phần chìm xuống dưới nước sâu hơn [H.3a]. Mô hình đẳng tĩnh Pratt. N hà nghiên cứu người Anh là Pratt giả thiết rằng vỏ Trái Đất gổm các khối lăng trụ thang dửng có chiểu cao và mật độ trung bình khác nhau nhưng có cùng khối lượng. Mặt đáy cùa các lăng trụ có diện tích bằng nhau, cùng nằm ở độ sâu h trên bể mặt của lớp dẻo có mật độ lớn hơn [H.3b]. Mặt này chính là mặt đẳng áp, hay mặt bù trừ, là mặt phang ngang ờ độ sâu h. Mô hình đẳng tĩnh Vening - Meinesz. Nhà trọng lực học người Hà Lan Vening - M einesz giả thiết rằng các khối trong vỏ Trái Đất có m ối liên kết dẻo và đàn hổi với nhau chứ không tách rời như trong các m ô hình Pratt và Airy, do đ ó mặt đáy của các khối trong lớp dưới vỏ Trái Đất bị uốn cong tương ứ n g với khối lượng của từng khối n hu ng không bị tách rời nhau [H.3c]. ơoơo Oo ơo o0 Mặt nlagma Manti Mảt đănq áp a Ơ3ơ, ơ2 Ơ4 Ơ5 Mặt đi Mạnti__________ .. . íng áp b ^ r m i riinii Mât bién Manti Mặt đảng áp c. Hình 3. Mô hình các giả thuyết đẳng tĩnh a. Mô hình Airy; b. Mô hình Pratt; c. Mô hình Vening - Meinesz. N ếu m ô hình đang tĩnh theo Pratt và Airy là m ô hình đang tình cục bộ thì m ô hình V ening - M einesz là m ô hình đẳng tĩnh khu vực. ứng dụng trong thực tế N h ử n g nghiên cứu v ề cấu trúc sâu và địa đ ộng lực cho thấy vỏ Trái Đất v ề cơ bản nằm ở trạng thái cân bằng đẳng tĩnh, nghĩa là ở những nơi có b ề dày vỏ lớn (50 tới 70km), m ặt trên vỏ là nhữ n g vù n g núi cao và ờ đ ó m ặt M oho là mặt dưới vỏ võn g sâu vào m anti. Còn nhữ ng nơi có bể dày nhỏ (dưới 20km) như ở các vù n g biến và đại d ư ơng thì mặt trên vỏ võn g sâu xuống còn mặt M oho ở phía dưới lại nâng lên. D ị thường đẳng tĩnh trọng lực (Agđt) được tính theo công thức: Agđt = g - Ỵ + ÔF + ôđt (9) Ôf là hiệu chinh Faye, ÔF = 0,3086 h, ôđt là hiệu chỉnh đẳng tĩnh được tính tương tự như tính h iệu chỉnh địa hình nhưng với bán kính bán chuẩn tròn lớn đến gần 200km. N êu vỏ Trái Đât ở trạng thái cân bằng đ ẳng tĩnh thì dị thường đẳng tĩnh trọng lực bằng 0. N ếu dị thường đẳng tĩnh trọng lực ở m ột vù n g nào đ ó khác SỐ 0 là vỏ Trái Đâ't ở đó chưa cân bằng đẳng tĩnh. Dị thường đẳng tình d ư ơng có nghĩa là có sự tăng tải trọng đ ột ngột bên trong vỏ (do xâm nhập m agm a hoặc hoạt đ ộn g kiến tạo) và vỏ chưa lún đến đ ộ sâu cẩn thiết đ ể đạt trạng thái cân bằng, nếu dị thường đẳng tĩnh âm có nghĩa là trong vỏ có sự thiếu hụt vật 738 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT chât đột ngột (ví dụ do núi lửa, phun trào, v .v ...) hoặc vỏ bị kéo xuống quá sâu (do kiến tạo) nay đang nổi dần lên đê trở lại trạng thái cân bằng. Căn cứ vào bản chất của dị thường trọng lực Faye và dị thường trọng lực Bouguer cùng m ối quan hệ của chúng vói dị thường đẳng tĩnh còn có thể suy ra những trường hợp sau đây. N ếu vỏ Trái Đất ở trạng thái cân bằng đẳng tĩnh thì dị thường Bouguer có dạng đảo ngược địa hình, ơ trên đâ't liền, dị thường Bouguer phải có dâu âm và dị thường Faye phải có dấu dương. N ếu ca dị thường Bouguer và Faye đều âm hoặc đểu dương thì khu vực không ờ trạng thái cân bằng đẳng tĩnh, còn ở vùng biển khi dị thường Faye xâp xỉ bằng không và dị thường Bouguer có dấu dương (đảo ngược cùa địa hình đáy biển) chứng tỏ vỏ Trái Đâ't đạt trạng thái cân bằng. Tài liệu tham khảo C a p u to M ., 1967. T h e g ra v i ty fie ld o f th e E arth . A c a d e m ic press. 5 00 p g s . N e w Y ork . G r a f f - H u n te r J.,1963. R e d u c tio n o f g ra v i ty b y is o s ta tic m e th o d a n d b y m o d e l E a r th 's m e th o d c o n tra s te d . B u l le t i t ĩ géodésique. V o ỉ 63 . ls su e 1: 49-51. H e is k a n e n W .A ., V e n in g - M e in e s z F .A ., 1958. T h e E a rth a n d its g ra v i ty f ie ld . M c g ra ĩư - H i l ỉ . N e w Y o rk . 488 p g s . M c .n u tt M .K ., P a rk e r R .L ., 1978. Is o s ta s y in A u s t ra l ia a n d th e e v o lu t io n o f th e c o m p e n s a t io n m e c h a n is m . Science , 199: 773-775 S tac ey . F. D ., 1992. P h y s ic s o f th e E a rth . U n iv e r s i t y o f Q u e e n - s la n d . A u s t ra lia . 518 p g s . T r ầ n V ă n N h ạ c , 2002. T r ư ờ n g t rọ n g lự c. N X B Đ ạ i học Q u ố c g ia T p. H ô C h í M in h . T p . H ổ C h í M in h . 278 tr. YVatt A .B., 2011. Iso s ta sy :. E n cyc lo p e d ia o f S o lid E a rth . G eophys ics , P a rt 9 . S p r in g e r : 647-662 Bece/iếB K. E., CarMTOB M. VI., 1968. ĩpaBMpa3Be4Ka. H.ịd. Heờpa. MocKBa. rpyuiMHCKMM H. n ., 1976. Teopna Onrvpbi 3eM/in. Mòd. HayKa. 360 c rp . MocKBa. 3 a r p e Õ M H A- B . , 1 9 7 6 . B B e 4 e n n e B T e o p e T M M e c K y K ) r p a B M M e r p m o . Mòd. tỉayKd. 3 0 0 C T p . / l e H H H r p a 4 . A kìctvỉx E. H ., 1957. PaBHOBecMe H M30cTaTMMecKa« aHOMa/iMH. Vỉiồ. A H. CCCP. 250 CTp. MocKBa. Trọng lực vệ tinh khu vực Biển Đông N g u y ễ n N h ư T r u n g . V iệ n Đ ịa c h ấ t v à Đ ịa v ặ t iý b iể n , V iệ n H à n lâ m K h o a h ọ c v à C ô n g n g h ệ V iệ t N a m . Gỉới thỉệu Trọng lực vệ tinh biển là phương pháp đo dị thường trọng lực biển thông qua việc đo chiểu cao mặt nước biến trung bình bằng thiết bị radar đo độ cao. Thiết bị gắn trong vệ tinh bay trên quỹ đạo cách Trái Đâ't khoảng 800km. Radar đo độ cao hoạt động trên nguyên tắc của trường điện từ, gổm 3 bộ phận chính: ĩ) bộ phát xung điện từ với tẩn số mang 13,5GHz; 2) bộ thu sóng phản xạ từ mặt nước biến; 3) bộ đếm thời gian truyền sóng tới và sóng phàn xạ từ mặt biển. Độ lệch bình phương trung bình giừa số liệu trọng lực vệ tinh và số liệu đo trọng lực thành tàu từ 2 - 4mGal. Hiện nay trọng lực vệ tinh đã đo phủ toàn bộ các vùng biến trên th ế giới từ 80,378° Bắc đến 80,378° Nam với lưới s ố liệu đều 1' X r . N ếu dùng toàn bộ SỐ tàu biển hiện có của thế giới đế đo thì phải m ất khoảng 120 năm mới đo xong được bộ sổ liệu này. Hình 1 là bản đổ trường dị thường trọng lực vệ tinh khoảng không tự do khu vực Biến Đông. Đây là nguồn SỐ liệu phiên bản mới do Viện Hải dương học Script, Hoa Kỳ công b ố (Sandvvell & Smith, 2009). Dị thường trọng lực vệ tinh này là kê't quả của việc xừ iý các SỐ liệu đo độ cao của vệ tinh ERS-1 và GEOSET/GM. Trong quá trình hiệu chinh s ố liệu các tác giả đã sử dụng mô hình trọng lực toàn cẩu EGM208 với độ chính xác cao nhât làm trường trọng lực tham chiếu. Dị thường trọng lực khoáng không tụ do trên khu vực Biển Đông có giá trị thay đối từ -200 đến 200 mGal. Vùng có giá trị dị thường thâ'p nhâ't thuộc đới hút chìm Manila. Hầu hết các đơn vị cấu trúc, kiến tạo chính như trục tách giãn, đới hút chìm, các bổn, các đảo ngầm đểu được thế hiện khá rồ và đẩy đủ trên dị thường trọng lực vệ tinh. Kết quà phân tích SỐ liệu trọng lực này cho phép xác định được độ sâu đáy biến, bề dày trầm tích, độ sâu mặt Moho, hộ thống đứt gãy, phân vùng câu trúc kiến tạo, v .v ...